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MÁSTER EN RECURSOS GEOLÓGICOS E INGENIERÍA GEOLÓGICA

UNIVERSIDAD DE OVIEDO

ANÁLISIS ESTRUCTURAL DE LOSMATERIALES JURÁSICOS DE LAPLAYA DE EL RINCONÍN, GIJÓN


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D. Miguel Alonso López, autor del Trabajo Fin de Máster “ANÁLISIS

ESTRUCTURAL DE LOS MATERIALES JURÁSICOS DE LA PLAYA DE EL

RINCONÍN, GIJÓN” certifica que constituye un trabajo original y solicita su

presentación.

En Oviedo a 17 de julio de 2014

Fdo. Miguel Alonso López

D. Josep Poblet Esplugas, Profesor Titular de la Universidad, adscrito al Área de

Conocimiento de Geodinámica Interna del Departamento de Geología de la

Universidad de Oviedo,

CERTIFICA h di i id i d l i tit l d “ANÁLISIS


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ANÁLISIS ESTRUCTURAL DE LOS MATERIALES JURÁSICOS DE LA PLAYA DE EL RINCONÍN, GIJÓN

RESUMEN

El análisis estructural de los afloramientos del Jurásico en los acantilados de la playade El Rinconín (Gijón) ha llevado a la realización de una cartografía geológica

detallada de una porción de la playa. A partir de ésta ha sido posible la construcción

de una serie de cortes con la intención de comprender las particularidades de una

zona sobre la cual actuaron esfuerzos distensivos y compresivos a lo largo del

tiempo. La zona de estudio se encuentra en la Cuenca Asturiana, región que registró

la extensión responsable del Rifting Mesozoico, y cuyas estructuras se reactivarondurante la Compresión Alpina (Cenozoico) causante de la Cordillera de los Pirineos y

su prolongación por el margen norte de la Península Ibérica.

En la zona de estudio se identificaron tres sistemas de fallas normales originales, de

los cuales dos se reactivaron con posterioridad, bien como fallas inversas o bien

como fallas de desgarre. Estas no fueron las únicas evidencias de reactivación en lazona ya que se descubrieron signos de un efecto de contrafuerte, especialmente en

zonas donde fallas normales lístricas de salto significativo habían formado pliegues

de rollover de dimensiones métricas. La etapa compresiva también provocó la

formación de estructuras de nueva creación como pliegues relacionados con

cabalgamientos. El análisis estructural completo de la zona proporcionó una visión

l d l i i d fi ió f did d d fi id l


4/53

(01,2323 435678576(, 94 ,:3 !(5462(,43 ;761328:3 94 ,( 0? @2;A0

ABSTRACT

The structural analysis of the Jurassic outcrops in the cliffs of El Rinconín beach

(Gijón) led to the realization of a detailed geological map of a portion of the beach.

The geological map has been possible to construct a series of cross-sections in order

to understand the particularities of an area where distensive and compressive

tectonic efforts acted in different periods of time. The study area is located in the

Asturian Basin, a region that recorded the extension responsible for a Mesozoic

rifting, and whose structures were reactivated during the Alpine compression

(Cenozoic) which caused Pyrenees Mountain Range and its prolongation along the

northern region of The Iberian Peninsula.

Three sets of normal faults were described, two of which were reactivated

subsequently, as well as reverse faults or strike-slip faults. These were not the only

evidence of reactivation in this area as evidence of a buttressing effect has beenfound, especially in areas where significant listric normal faults had formed large

rollover folds. The compressive stage also caused new generation structures such as

thrust-related folds. The structural analysis of the entire study area provided an

overview of it, recognizing a configuration in depth defined by the presence of a horst

bounded by listric normal faults with opposite dip sense.


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AGRADECIMIENTOS

A Josep y Mayte por su ayuda y por haber logrado que este trabajo fuese un

episodio de continuo y valioso aprendizaje.

A Isabel y Santiago por dedicarme su tiempo.

A Indira por su compañía y por su paciencia, pasada, presente y futura.

A mis compañeros de Máster, en especial a Ana, José e Isa, por haber compartido

conmigo algo más que un curso.

A mis padres y mi hermana por su apoyo y aliento incondicional.

Deseo agradecer el soporte económico prestado por los proyectos de investigaciónCGL2011-23628 (Desarrollo de fracturas y venas asociadas al plegamiento -

FRAVEPLE) y CSD2006-0041 (Geociencias en Iberia: estudios integrados de

topografía y evolución 4D-TOPO-IBERIA) financiados por diversos ministerios.


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ÍNDICE

1. INTRODUCCIÓN ................................................................................................... 1

2. CONTEXTO GEOLÓGICO .................................................................................... 2

3. ESTRATIGRAFÍA .................................................................................................. 5

4. CARACTERÍSTICAS ESTRUCTURALES ............................................................14

4.1. FALLAS ........................................................................................................14

4.1.1. Fallas normales ..................................................................................14

4.1.1.1. Fallas E-W ...............................................................................16

4.1.1.2. Fallas NW-SE ..........................................................................16

4.1.1.3. Fallas NE-SW ..........................................................................16

4.1.2. Cabalgamientos (Fallas inversas) ......................................................18

4.1.3. Fallas de desgarre ..............................................................................20

4.2. PLIEGUES ....................................................................................................22

4.2.1. Pliegues asociados a fallas normales ................................................23

4.2.2. Pliegues asociados a fallas inversas ..................................................24

4 2 3 Ot li 28


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1. INTRODUCCIÓN

El objeto del presente trabajo es estudiar desde el punto de vista estructural lasparticularidades de una zona en la que han actuado procesos tanto compresivos

como distensivos en distintos periodos de tiempo. Este estudio se ha llevado a cabo

en la playa de El Rinconín (Gijón), la cual no se había estudiado anteriormente con

tal finalidad. Dado que los materiales de la zona estudiada pertenecen en su

totalidad a la Formación Gijón, de edad Jurásico Inferior, y la gran mayoría de los

estudios estructurales llevados a cabo en la región asturiana están centrados enmateriales de edad paleozoica, este trabajo aborda unos materiales que no han sido

estudiados tan intensamente desde tal perspectiva.

Los primeros estudios de la zona se centraron en el punto de vista estratigráfico, con

el fin de caracterizar los materiales jurásicos de la costa asturiana (Ramírez del

Pozo, 1969; Suárez-Vega, 1974; Valenzuela et al.,1985; Valenzuela et al.,1986).Desde la perspectiva de la geología estructural se han abordado zonas de

características similares próximas a la zona de estudio (Uzkeda, 2013; Uzkeda et al.,

2013) o bien zonas que permitieron conocer las particularidades estructurales de la

región en la que se incluye la zona de estudio (Lepvrier & Martínez-García, 1990;

Pulgar et al., 1999).


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siempre abarcar la mayor parte de datos y buscando la mayor representatividad de

los mismos, que fueron unidos en uno solo.

2. CONTEXTO GEOLÓGICO

La zona de trabajo se sitúa en la costa asturiana, al noroeste de la Península Ibérica

(Fig. 2.1.a), en el noreste del Principado de Asturias, y pertenece al concejo de Gijón

(Fig. 2.1.b).

Figura 2.1: Situación geográfica de la zona estudiada tomada de Google Earth. a) Ubicación del

concejo de Gijón en la Península Ibérica. b) Situación de la playa de El Rinconín en la ciudad de

Gijó

a) b)

200 km

N N

3 km


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Figura 2.2: Foto de satélite de la zona de estudio tomada de Google Earth.

Desde el punto de vista geológico la zona estudiada se sitúa en el borde

septentrional de la Cuenca Asturiana (Fig. 2.3) dentro de la unidad denominada

Cuenca Gijón-Villaviciosa

(Ramírez del Pozo, 1969).

N

108 m


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La Cuenca Asturiana es una cuenca sedimentaria de edad post-Hercínica que

constituye una parte emergida del margen continental Nor-Ibérico (Lepvrier &

Martínez-García, 1990). Los materiales que la componen comprenden edades desde

el Permo-Triásico al Terciario y se disponen de manera discordante sobre el

basamento paleozoico que constituye la Zona Cantábrica (Lotze, 1945) deformado

por la orogénesis Varisca. La historia mesozoica de la región está ligada

fundamentalmente a las fracturas extensionales relacionadas con la apertura del

Golfo de Vizcaya (Lepvrier & Martínez-García, 1990). La deformación post-varisca

comienza con un primer estadio extensional, ligado a la apertura del océano Atlántico, en el cual se desarrollaron las cuencas permo-triásicas y culmina con la

formación de cuencas de plataforma jurásicas (Pulgar et al., 1999). Las cuencas

permo-triásicas son cuencas alargadas en dirección NE-SW a E-W, relacionadas

con grabens rellenos de depósitos continentales. Este tipo de cuencas fueron activas

hasta el Triásico (Ziegler, 1982). Durante el Jurásico se formaron estructuras

extensionales asociadas a fallas normales cuya dirección dominante era de WNW-ESE a NW-SE, que pueden relacionarse con el proceso de rifting (Lepvrier &

Martínez-García, 1990). Una segunda etapa extensional, desarrollada entre el

Jurásico y el Cretácico, alcanzó el clímax extensional durante el Cretácico Superior

lo cual se relaciona con la apertura del Golfo de Vizcaya, dando lugar a cuencas

mesozoicas (Pulgar et al., 1999). Las evidencias sedimentológicas de la región


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1 k m

Playa de

El Rinconín

1 km


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Dentro de la serie jurásica se distinguen varias megasecuencias sedimentarias

representando cada una de ellas un modelo de sedimentación diferente. La

Formación Gijón, (junto con la Formación Rodiles), correspondería a la

megasecuencia inferior, de carácter eminentemente carbonatado y margoso, cuyo

depósito tuvo lugar en llanuras micromareales carbonatado-evaporíticas y en

lagoons restringidos y someros que, debido a una posterior etapa transgresiva,

evolucionaron a un ambiente deposicional de plataforma epicontinental parcialmente

restringida y somera (Valenzuela et al., 1986).


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calcáreos laminados (Valenzuela et al., 1985) con intercalaciones brechoides

(Miembro Fabares en la Fig. 3.2 (Barrón et al., 2006)), terminando en un miembro

superior calcáreo (Miembro Gijón en la Fig. 3.2 (Suárez-Vega, 1974)). La ausencia

de restos fósiles es debida a las condiciones desfavorables para la vida marina en

dicho ambiente. Esta Formación comprende depósitos cíclicos que incluyen varias

facies y estructuras sedimentarias tales como calizas micríticas (dolomitizadas en

mayor o menor grado), laminación criptoalgal, tepees, brechas de colapso, slumps,

brechas retrabajadas de tormenta, etc. (Valenzuela et al., 1986). Ciertos ciclos

sedimentarios están afectados por procesos deformativos de carácter sedimentario,como slumpings, que apuntan a un mecanismo generalizado cuyo origen podría

estar relacionado con pequeñas sacudidas sísmicas y/o tempestades (Valenzuela et

al., 1985).

La Formación Gijón se depositó directamente sobre el permo-triásico. Estas facies

se componen de arcillas rojizas y evaporitas (Julivert et al., 1973) comparables a lasfacies germánicas del Keuper, depositadas en ambiente de costero a subaéreo y

facies fluviales distales (Barrón et al., 2006), y también de unas facies comparables

al Bundtsandstein compuestas de conglomerados que pasan a términos arenoso-

arcillosos que los hace difícilmente diferenciables del Keuper (Julivert et al., 1973).

En los metros superiores se presentan unas arcillas marrones y pizarras negras con


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de margas y calizas dispuestas en capas plano-paralelas con alto contenido en

materia orgánica (Fig. 3.1). El ambiente de depósito fue en una plataforma somera

parcialmente restringida (Valenzuela et al., 1986).

En la Fig. 3.3 se muestra la columna estratigráfica de la sucesión tipo reconocida en

la playa. La columna comprende cinco metros de espesor. La unidad superior

(número 7) presenta aproximadamente un metro y medio de espesor, pero en ciertas

zonas de la playa, que se sitúan en el bloque hundido de una falla normal, afloran

los términos superiores de esta unidad llegando a alcanzar más de tres metros deespesor, superando la sucesión completa los siete metros de altura. La litología

dominante en toda la sucesión son las calizas, siendo más abundantes que las

dolomías puras, aunque muchas de las calizas presentan un alto grado de

dolomitización.

Los afloramientos de la zona de estudio se situarían aproximadamente a 90 metrosdel techo de la Formación Rodiles, de acuerdo con el mapa geológico confeccionado

por Julivert et al. (1973) (Fig. 2.4). Teniendo la Formación Gijón entre 100 y 170

metros de espesor (García-Ramos et al., 2000), y asumiendo que en este sector

presente su espesor máximo, la zona estudiada se situaría en la parte inferior del

Miembro medio de la Formación Gijón, el Miembro Barzana de edad Hettangiense

(Barrón et al., 2006) dado que el muro de este miembro se situaría,


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2.5m

3.5m

3m

4.5m

4m

ó n

6

7a

7b

Calizas dolomíticas

Calizas

Brecha

Calcarenita

Calizas bandeadas

- Resistencia a la erosión +


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Se han diferenciado 7 unidades estratigráficas informales por sus características

litológicas.

Unidad 1: se trata de una caliza beige muy dolomitizada (Fig. 3.4) con

estratificación masiva. Presenta una alta densidad de diaclasado y signos de

meteorización, distinguiéndose numerosos parches de alteración superficial

de tonalidad más oscura. Presenta un contacto neto con la unidad

suprayacente. Su espesor mínimo (dado que no aflora su muro) es de unos

15 centímetros.

E W


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Figura 3.5: Aspecto de las calizas lutíticas azuladas que constituyen la unidad 2 en el extremo SW de

la zona de estudio.

Unidad 3: presenta un espesor de entre 35 y 40 centímetros de calizasblancas finamente laminadas con estratificación plano-paralela. Muestra un

contacto neto con la unidad superior (Fig. 3.6).

E W

E W


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Figura 3.7: Aspecto de las calizas bandeadas que constituyen la unidad 4 en el extremo SW de la

zona de estudio.

Unidad 5: se compone de calizas dolomíticas de color beige claro

masivamente estratificadas (Fig. 3.8), de entre 0,9 y 1 metros de espesor. Sepresentan muy fracturadas, con abundante diaclasado. Esta unidad ha sido

clave en la correlación efectuada entre la zona central de la playa y el

acantilado este gracias al contacto erosivo que presenta con la unidad

suprayacente.

E W


19/53


densidad de fracturación, volviéndose hacia techo muy laminadas por acción

microbiana, presentando también frecuentes slumps en esta parte. Su

espesor total es de 1 metro.

Figura 3.9: Aspecto de las calizas grises tableadas que constituyen la unidad 6 en el extremo SW de

la zona de estudio.

Unidad 7: son dolomías de color claro (Fig. 3.10) de más de 1 metro de

espesor mínimo (dado que no aflora su techo). En la base se presentan

N S


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4. CARACTERÍSTICAS ESTRUCTURALES

En la zona estudiada se han reconocido pliegues y fallas como estructurasprincipales. Las fallas identificadas son de tipo tanto normal como inverso, así como

de strike-slip, presentando todas ellas variedad de tamaño y orientación.

4.1. FALLAS

4.1.1. Fallas normales

La zona estudiada presenta numerosas fallas normales que afectan a una o varias

unidades estratigráficas (Fig. 4.1). Estas fallas están presentes en toda la zona de

estudio y pueden reconocerse dos órdenes de magnitud muy diferentes; aquellas de

escala de afloramiento de dimensiones centimétricas a métricas y aquellas de escala

cartográfica de dimensiones decamétricas. Estas últimas se reconocen tanto en

base a planos de falla observados en afloramiento (Fig. 4.2), como a indiciosregistrados en el relieve reconocidos en las fotografías de satélite, tales como

inestabilidades de ladera y/o lineaciones de gran tamaño que se prolongan varios

metros en el interior del mar (Fig. 4.3).

NE SW N Sa) b)


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Figura 4.2: Plano de falla normal de orientación NW-SW con estrías de desgarre sobreimpuestas

afectando a la unidad estratigráfica 7, localizado en el extremo SW de la zona de estudio.

NW SE

N

a)


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Se han diferenciado tres familias de fallas en base a sus orientaciones preferentes:

4.1.1.1. Fallas E-WPresentan generalmente menores dimensiones que las fallas de orientación

NW-SE y afectan a pocas unidades estratigráficas. Sus desplazamientos

suelen ser menores de 1 m; se han medido desplazamientos de entre 0,02 m y

0,35 m (Fig. 4.1.a), abundando más los menores de 0,1 m. Su geometría es

generalmente planar. Poseen rumbos cercanos a 90º y 270º y buzamientos de

entre 30º y 89º generalmente hacia el S (Fig. 4.4). Se presentan con bastantefrecuencia y afectan preferentemente a las unidades estratigráficas superiores

(5, 6 y 7). En corte suelen ser perpendiculares a las capas.

4.1.1.2. Fallas NW-SE

Son fallas de grandes dimensiones (de escala cartográfica) que presentan

saltos elevados. Los desplazamientos de las fallas de escala cartográfica,

medidos en base a los cortes realizados, son de orden métrico y están

comprendidos entre 0,5 y 7,15 m (Fig. 4.5). Suelen presentar geometrías

aproximadamente planares, aunque se han reconocido geometrías albeadas y

con tendencia lístrica que tienden a verticalizarse en superficie. Tienen

asociados grandes pliegues antiformales abiertos. Tienen rumbos próximos a

155º y 300º y su buzamiento está comprendido por lo general entre 55º y 89º


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Figura 4.4: Proyección equiareal en el

hemisferio inferior de todos los polos de

las fallas normales medidas (n = 22).

Representado con Stereonet 8

(Allmendinger et al., 2013).


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4.1.2. Cabalgamientos (Fallas inversas)

Aparte de las fallas normales anteriormente descritas, en la zona estudiada sereconocen numerosas fallas inversas (Fig. 4.6). Estas son más abundantes en el

extremo NE de la zona de estudio. La orientación promedio de este tipo de

estructuras es E-W. Algunos rumbos medidos son cercanos a 90º pero la mayoría

presentan un cierto componente bien NW-SE o bien NE-SW de forma que sus

rumbos estarían comprendidos entre 60º y 115º (con un valor promedio de 88º) (Fig.

4.7) También se han medido algunas fallas inversas cuya dirección es NW-SE y quemuestran rumbos de aproximadamente 325º, si bien estas son muy escasas.

Presentan buzamientos bajos, típicos de cabalgamientos, comprendidos entre 13º y

42º, estando más de la mitad de las medidas contenidas entre 20º y 28º (Fig. 4.7).

Se trata de estructuras dirigidas tanto hacia el N como hacia el S, aunque

predominan aquellas dirigidas al S. Los desplazamientos medidos están entre 0,3 y

0,84 m, abundando más los próximos a 0,3 m. Las fallas que se han reconocido deeste tipo presentan geometrías generalmente con trayectoria en escalera de manera

que presentan zonas en situación de rellano y otras en situación de rampa (Fig. 4.6).

Muchas de las estrías medidas en los cabalgamientos de orientación NW-SE y SW-

NE presentan una cierta componente oblicua (Fig. 4.8).


25/53


W E


hemisferio inferior de todos los polos de

las fallas inversas medidas (n = 11).

Representado con Stereonet 8

(Allmendinger et al., 2013).


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4.1.3. Fallas de desgarre

Parte de las fallas normales se han visto reactivadas posteriormente con unacomponente en dirección, actuando entonces como fallas de desgarre. Estas fallas

abundan más en el sector central de la playa. Se han reconocido estrías de

desgarre, con escalones mineralizados (por carbonato), sobre los planos de grandes

fallas normales (Fig. 4.9). La orientación de las fallas en las que se han reconocido

estas estrías es mayoritariamente NW-SE (rumbos de 115º y 300º), siendo mucho

menos frecuentes los indicios de este proceso en las fallas de orientación E-W. En elcaso de las fallas de rumbo NW-SE las estrías medidas presentan un cabeceo del

orden de 10º al W (Fig. 4.2), lo que indica una reactivación como desgarre puro. En

el caso de las fallas normales de rumbo E-W, en aquellas que se reconocieron, las

estrías presentan una inmersión de 106/15, reactivándose también como desgarre

puro. Parece que esta reactivación como fallas de desgarre se ha producido

únicamente en grandes fallas que presentan buzamientos próximos a 90º. Laactuación de estas fallas de desgarre lleva asociada la brechificación de las rocas

adyacentes (Fig. 4.10) formándose bandas de naturaleza brechoide de entre 5 y 15

m de anchura. Estas bandas se disponen en forma de cuña por lo que su anchura es

variable (Fig. 4.11). El sentido de este movimiento de desgarre se ha identificado

como dextro en todos los casos que se ha podido determinar en base a estrías


27/53


Figura 4.10: Roca brechificada por la acción de una falla reactivada como de desgarre afectando a la

unidad estratigráfica 7 en el extremo NE de la zona de estudio.

N S

N


28/53


4.2. PLIEGUES

Se han reconocido una serie de pliegues tanto antiformes como sinformes. Laorientación promedio de los ejes es de aproximadamente 130º. Se han medido

directamente en el campo 3 ejes, todos ellos de pliegues antiformales relacionados

con fallas inversas, variando las medidas entre 115 y 140º (Fig. 4.12). Aparte se ha

procedido a calcular otro, mediante proyección estereográfica (Fig. 4.13), cuyo

resultado fue de 132º. Los ejes de los pliegues presentan una inclinación baja de

menos de 10º (entre 6º y 8º) salvo uno que presenta 18º hacia el SE. Los plieguesmayores asociados a fallas normales de dirección NW-SE y fallas inversas de

dirección NW-SE presentan esta orientación. Los pliegues asociados a estructuras

con dirección diferente pueden presentar otras orientaciones, si bien estos son muy

poco frecuentes.


hemisferio inferior de ejes de pliegues


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4.2.1. Pliegues asociados a fallas normales

Se presentan como antiformes en el bloque hundido de las fallas, asimilándose ensu morfología a pliegues de rollover producido por desplazamiento del bloque

superior a lo largo de una falla normal lístrica. Son pliegues laxos cuyos flancos

buzan menos de 20º y presentan ángulos entre flancos elevados, de más de 120º.

Son generalmente asimétricos, de manera que el flanco más próximo a la falla es el

que presenta buzamientos de mayor valor. Su charnela es muy suave y redondeada.

Son de grandes dimensiones, la mayoría de escala métrica. Todos los pliegues seencuentran asociados a las fallas normales de dirección NW-SE salvo uno que está

asociado a una falla E-W (Fig. 4.14). No son muy abundantes, dado que se asocian

a fallas de grandes dimensiones y estas no son muy frecuentes, pero si se

encuentran presentes en toda la zona de estudio.

N


30/53


4.2.2. Pliegues asociados a fallas inversas

Son relativamente escasos y se presentan generalmente como pliegues antiformales(Fig. 4.15.a) ubicados en el bloque superior de los cabalgamientos. Se caracterizan

por ser en su mayoría pliegues apretados que presentar ángulos entre flancos bajos,

menores de 60º, con buzamientos de los mismos de más de 20º. Aunque también se

han reconocido con menor frecuencia pliegues laxos con ángulo ente flancos

elevados (Fig. 4.6). Suelen ser asimétricos y su charnela tiende de redondeada a

levemente angulosa. Suelen ser de pequeñas dimensiones (Figs. 4.16.a) menos deun metro, a excepción del mostrado en la Fig. 4.15.a.

El pliegue de la Fig. 4.15.a podría corresponder a un pliegue de propagación de

falla, resultado del desplazamiento de los bloques a lo largo de un cabalgamiento.

En la Fig. 4.15.b puede observarse una proyección estereográfica conjunta de todos

los datos tomados en el antiforme asociado al cabalgamiento. A partir de las

medidas de estratificación tomadas en ambos flancos ha sido posible el cálculo del

eje del pliegue cuya orientación es 134º y es subhorizontal. El rumbo de la

estratificación de ambos flancos del pliegue es subparalelo al rumbo del plano de

falla y al eje del pliegue. Para comprobar a qué tipo de pliegue puede corresponder,

en la Fig. 4.15.c se muestra un diagrama distancia-desplazamiento con los datos

tomados en el campo. A la vista del resultado obtenido parece que podría tratarse de


31/53


E Wa)

b)


32/53


Distancia (cm) Desplazamiento (cm)

a 19 25

b 44 95

c 139 96

d 235 83

a

bc

d

0

50

100

150

200

250

0 50 100 150 200 250

D e s p l a z a m i e n t o ( c m )

Distancia (cm)


33/53


b)

a)

NE SW

E W


34/53


4.2.3. Otros pliegues

Se ha reconocido un tercer tipo de pliegues no relacionados directamente con fallas(Fig. 4.16.b). Son similares a los pliegues relacionados con cabalgamientos. Se

presentan como antiformes apretados de eje subhorizontal y charnela de

redondeada a subangulosa. En general tienden a ser más simétricos que los

anteriores y a presentar pequeñas dimensiones, salvo uno de dimensiones métricas

reconocido en el extremo NE de la zona de estudio (Fig. 4.17). Son relativamente

frecuentes y se concentran en zonas de pequeña extensión en las proximidades defallas normales de cierta importancia.

N


35/53


4.3. ESTRUCTURA GENERAL

A fin de comprender la estructura general de la zona estudiada se construyeron trescortes geológicos a partir de la cartografía. Se trazaron en dirección NE-SW (N40E)

de manera que fuesen perpendiculares al eje de los pliegues mayores (Fig. 4.18).

B’

C’

C


36/53


En toda la zona de estudio aflora la misma porción de serie estratigráfica, la

secuencia tipo (Fig. 3.10), variando únicamente la potencia de la unidad 7 cuando

aflora la parte superior de ésta. Las capas tienden a ser subhorizontales,presentando buzamientos bajos, comprendidos entre 0º y 32º y un promedio de 15º

y una moda de 19º (Fig. 4.19).

En el extremo SW de la zona de estudio las capas que no están afectadas por

ninguna estructura se inclinan hacia el SE y hacia el S (azimut de las líneas de


hemisferio inferior de la estratificación de

las capas en la zona estudiada (n = 79).

Se representan los polos de las capas y

un diagrama de contornos de 1% de área

(% de puntos / 1% área). Representado

con Stereonet 8 (Allmendinger et al.,

2013).


37/53


Figura 4.20: Cartografía del extremo SW de la zona de estudio. En línea discontinua se muestra la

traza de un posible antiforme que afecta al SW de la zona de estudio.

Hacia el sector central de la zona estudiada aumenta la presencia de las fallas

normales y los cabalgamientos se vuelven todavía más escasos que en la parte SW

25 m

N


38/53


d e c o r t e p u e d e v e r s e e n l a F i g . 4 . 1 8 . L a s u n i d

a d e s e s t r a t i g r á f i c a s 2 y

3 s e

s t r a d o s e n l a l e y e n d a c o

r r e s p o n d e n a l a s u n i d a d e s d e s c r i t a s e n e l c a p í t u l o 3 .

a d a c o m o d e d e s g a r r e e n s e n t i d o d e x t r o . L a f l e

c h a d e c o l o r a z u l s e ñ a l a u n a

a m u e s t r a u n p l i e g u e d e

r o l l o v e r d e g r a n d e s d i m

e n s i o n e s . L a f l e c h a d e

c o l o r

a b a l g a m i e n t o d e g r a n d e s d i m e n s i o n e s .


39/53


Figura 4.22: Cartografía del sector central de la zona de estudio donde se muestra la falla normal de

dirección NW-SE que separa los dos extremos de la playa.

25 m

N

SE NW


40/53


asociada una zona brechificación. Una de las fallas de rumbo NW-SE es la que

mayor salto presenta de toda la zona de estudio (7,5 m) (flecha de color azul en la

Fig. 4.24).

Figura 4.24: Corte geológico de la parte S del extremo NE de la zona estudiada. La línea de corte

puede verse en la Fig. 4.18. Las unidades estratigráficas 2 y 3 se representan de manera


41/53


concentran multitud de estructuras compresivas tal y como se describió en la zona

central (flechas de color naranja y azul en la Fig. 4.21).

Figura 4.25: Corte geológico de la parte N del extremo NE de la zona estudiada. La línea de corte


42/53


cambian de inclinarse en dirección a la superficie de falla a disponerse

subhorizontales en superficie, la falla en profundidad se horizontaliza uniéndose al

nivel de despegue. Para esta aproximación se ha considerado la actuación de unmecanismo de cizalla vertical de manera que el paso de capas subhorizontales a

capas inclinadas hacia la falla se traduce en la vertical en el paso del despegue a la

falla en situación de rampa de bloque inferior. Las fallas lístricas se han

representado como estructuras con un cambio de inclinación suave, ya que el

rollover que se muestra en superficie es suave y redondeado y no anguloso y

abrupto. Dadas estas asunciones el nivel de despegue se ha situado aaproximadamente 20 m de profundidad, encontrándose posiblemente en los

términos evaporíticos del Miembro Barzana (Barrón, 2006).

4.4. CRONOLOGÍA DE LA DEFORMACIÓN

A raíz de las observaciones realizadas se propone que en esta región actuaron en

primer lugar esfuerzos extensionales que dieron lugar a fallas normales en toda la

zona según los tres sistemas descritos (NW-SE, E-W y NE-SW). Estas fallas se

desarrollaron una vez se depositaron todos los materiales ya que afectaron a todos

ellos, salvo las NE-SW que afectaron a la unidad 6 casi exclusivamente. Esto es


43/53


atribuye a la reactivación posterior que ha sufrido la falla, lo que ha provocado que

se recupere gran parte del desplazamiento extensional producido a lo largo de la

falla, sin llegar a deshacer todo el salto.

Este fenómeno de reactivación también ha provocado la generación del tercer tipo

de fallas reconocidas, las fallas de desgarre. Algunas fallas normales previas, de

dirección NW-SE y E-W, se movieron posteriormente con una componente de

desgarre (Figs. 4.21 y 4.24). En todas las fallas de este tipo donde ha podido

determinarse esta reactivación el sentido del desgarre se identificó como dextro(salvo una de pequeña escala en la que se determinó un movimiento senestro).

Además, posiblemente de forma contemporánea a este movimiento, se produjo la

brechificación de las rocas adyacentes a las fallas reactivadas como de desgarre.

Todas las fallas en las que se ha reconocido un fenómeno de reactivación, ya sea

como fallas inversas o como fallas de desgarre, presentan buzamientos próximos a

90º. Así pues, este fenómeno de reactivación se ha dado en fallas que presentan unfuerte buzamiento.

En la Fig. 4.25 se muestran dos fallas normales de dirección NW-SE subverticales,

con buzamientos próximos a 90º (entre 86º y 89º). Una de ellas, una falla normal

lístrica subvertical situada al SW (señalada con una flecha de color naranja en la Fig.

4.25 y con una flecha de color azul en la Fig. 4.24) presenta un pliegue de rollover


44/53


pliegues asociados, concentrados en sectores de poca extensión, próximas a fallas

normales de una cierta entidad (pliegues descritos en el apartado 4.2.3).

No se han identificado relaciones geométricas entre estructuras que permitan

establecer una relación temporal entre la reactivación de las fallas normales como

inversas, la actuación de las fallas de desgarre y el efecto de contrafuerte.

A partir de un sencillo esquema estructural sintético de las principales estructuras

formadas durante la etapa de distensión (Fig. 4.26), en el que se muestran las fallas

normales de dirección NW-SE y E-W de mayor escala, puede deducirse de forma

aproximada cómo se orientaron los esfuerzos distensivos. En este caso la dirección

del eje principal de esfuerzo σ3 podría haber sido aproximadamente NNE-SSW, lo

que de acuerdo con las deducciones de otros autores para este sector hace posible

relacionar este evento extensional con el rifting que tuvo lugar durante el Mesozoico

(Lepvrier & Martínez-García, 1990; Uzkeda, 2013).


45/53



46/53



47/53


5. CONCLUSIONES

El levantamiento de una columna estratigráfica tipo de la serie reconocida en la zonade estudio ha permitido la definición de siete unidades estratigráficas informales,

todas ellas de naturaleza calcárea (compuestas de calizas y dolomías). Se ha

estimado que estos materiales pertenecen al Miembro Medio de la Formación Gijón

(Miembro Barzana) de edad Jurásico Inferior (Hettangiense).

El estudio de las estructuras reconocidas en la zona ha permitido la identificación de

tres sistemas de fallas normales de rumbos NW-SE, E-W y NE-SW, uno de fallas

inversas de rumbo E-W y dos de fallas de desgarre de rumbos NW-SE y E-W

relacionadas con dos de los sistemas de fallas normales. También se han

reconocido tres tipos de pliegues: aquellos relacionados con las fallas normales que

se muestran como antiformes muy laxos (pliegues de rollover ), los relacionados con

las fallas inversas que se presentan como antiformes por lo general más apretados y

un último tipo que no están relacionados directamente con la formación de las fallas,

pero que se generan por la acción de un efecto de contrafuerte, siendo estos

generalmente antiformes de pequeñas dimensiones.

Se han reconocido evidencias de reactivación de fallas normales en los sistemas

NW-SE y E-W, como fallas de desgarre o como fallas inversas, así como un efecto


48/53


NNE-SSW, coincidente con la determinada por varios estudios previos para este

evento en esta zona.


49/53

(01,2323 435678576(, 94 ,:3 !(5462(,43 ;761328:3 94 ,( 0? @2;A0

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Uzkeda, H., Bulnes, M., Poblet, J., García-Ramos, J. & Piñuela, L. (2013).


51/53


ANEXOS

ANEXO 1Ubicación de las fotografías mostradas en el trabajo.

4.2

4.8

N

4.1.a

4.9

4.10

3.8 – 3.10

4.6

4.23

4.16.b

4.16.a

4.3.b


52/53

N

B’

C’

C

2 4 5

31

7

7

29

0

2 1 24

20

0

2

11

3 0

1847

2 5

2 6

19

14

13

19

7

1 9

1 0

1

1 7

9

1 1

1 7

3 0


ANEXO 2

Cartografía geológica de la zona de estudio.

Á Á Í Ó


53/53


47

ANEXO 3

Corte geológico de la zona de estudio.

0

NE NE

1

7b

7a

6

5

2+3

4

SW

0 10 m

SW

0 10 m

?

?

?

?

?

? ?

?? ?

TFM- Miguel Alonso López.pdf

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